“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 236 — #259
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Paléoclimatologie
plantes vasculaires, favorisant l’altération continentale. Néanmoins, un second
effet majeur vient s’y ajouter : l’enfouissement de carbone organique dans les
milieux continentaux atteint au Carbonifère un niveau inégalé sur l’ensemble
du Phanérozoïque. Approximativement 31 × 10
15 moles/Ma de carbone sont
enfouies sous forme réduite sur les continents, pendant le Carbonifère, alors
qu’au Dévonien, ce puits de carbone était trente fois plus faible (Berner,
2004 [1]). C’est également près de deux fois le flux d’enfouissement estimé
pour le Cénozoïque. La raison de cet enfouissement si efficace au Carbonifère reste en partie obscure, mais elle est probablement liée à deux facteurs
interconnectés :
1) l’abondance de la végétation dans certaines zones,
2) la persistance d’un niveau marin bas au Carbonifère (alors qu’il était haut
au Dévonien), favorisant le développement de terres côtières de basse altitude et de marécages de grande extension.
Cet enfouissement très efficace a laissé sa marque dans les enregistrements
isotopiques. Le piégeage sur les continents de carbone réduit, pauvre en
13 C,
a provoqué la plus ample et longue excursion positive du δ
13 C des sédiments
carbonatés (5 %%, s’étalant sur la quasi-totalité du Carbonifère et du Permien).
De plus, le piégeage du carbone organique dans les sédiments continentaux, s’il
a forcé le CO 2 à décroître, a également mené à une augmentation considérable
de la pression en O 2 dans l’atmosphère, celle-ci passant de 15 % à la fin du
Dévonien à 32 % du contenu de l’air vers 290 Ma (Berner, 2004 [1]). Cet
accroissement est également enregistré dans le δ
13 C des restes fossiles de la
végétation continentale. Le fractionnement des isotopes du carbone atteignait
23 %% il y a 290 Ma et était donc environ 5 %% plus élevé que la moyenne
des valeurs estimées pour le reste du Paléozoïque et le Mésozoïque. Dans les
plantes modernes, ce fractionnement est fonction du rapport O 2 /CO 2 dans
l’atmosphère. Une valeur de 23 %% indique un rapport atteignant 1 000. Si la
pression de CO 2 était voisine de 300 ppmv (proche de la valeur actuelle), O 2
a atteint une pression voisine de 30 % de la pression totale de l’atmosphère
au niveau du sol.
6.3.4 La fin du Paléozoïque
La fin du Paléozoïque est marquée par la sortie de la glaciation PermoCarbonifère. Le climat de la fin du Permien est un climat sec et nettement
plus chaud.
Le passage d’un mode chaud à un mode froid trouve sa cause dans l’assemblage final de la Pangée au milieu du Permien. La formation d’un super
continent réduit la quantité de précipitation sur les continents, ce qui inhibe
partiellement la consommation de CO 2 par l’altération des silicates. En réponse à ce déséquilibre qui s’installe entre la source volcanique de CO 2 et
le puits par altération et dépôt de carbonates, le CO 2 atmosphérique s’accumule, réchauffant le système jusqu’à ce que l’augmentation de l’altération
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Paléoclimatologie
plantes vasculaires, favorisant l’altération continentale. Néanmoins, un second
effet majeur vient s’y ajouter : l’enfouissement de carbone organique dans les
milieux continentaux atteint au Carbonifère un niveau inégalé sur l’ensemble
du Phanérozoïque. Approximativement 31 × 10
15 moles/Ma de carbone sont
enfouies sous forme réduite sur les continents, pendant le Carbonifère, alors
qu’au Dévonien, ce puits de carbone était trente fois plus faible (Berner,
2004 [1]). C’est également près de deux fois le flux d’enfouissement estimé
pour le Cénozoïque. La raison de cet enfouissement si efficace au Carbonifère reste en partie obscure, mais elle est probablement liée à deux facteurs
interconnectés :
1) l’abondance de la végétation dans certaines zones,
2) la persistance d’un niveau marin bas au Carbonifère (alors qu’il était haut
au Dévonien), favorisant le développement de terres côtières de basse altitude et de marécages de grande extension.
Cet enfouissement très efficace a laissé sa marque dans les enregistrements
isotopiques. Le piégeage sur les continents de carbone réduit, pauvre en
13 C,
a provoqué la plus ample et longue excursion positive du δ
13 C des sédiments
carbonatés (5 %%, s’étalant sur la quasi-totalité du Carbonifère et du Permien).
De plus, le piégeage du carbone organique dans les sédiments continentaux, s’il
a forcé le CO 2 à décroître, a également mené à une augmentation considérable
de la pression en O 2 dans l’atmosphère, celle-ci passant de 15 % à la fin du
Dévonien à 32 % du contenu de l’air vers 290 Ma (Berner, 2004 [1]). Cet
accroissement est également enregistré dans le δ
13 C des restes fossiles de la
végétation continentale. Le fractionnement des isotopes du carbone atteignait
23 %% il y a 290 Ma et était donc environ 5 %% plus élevé que la moyenne
des valeurs estimées pour le reste du Paléozoïque et le Mésozoïque. Dans les
plantes modernes, ce fractionnement est fonction du rapport O 2 /CO 2 dans
l’atmosphère. Une valeur de 23 %% indique un rapport atteignant 1 000. Si la
pression de CO 2 était voisine de 300 ppmv (proche de la valeur actuelle), O 2
a atteint une pression voisine de 30 % de la pression totale de l’atmosphère
au niveau du sol.
6.3.4 La fin du Paléozoïque
La fin du Paléozoïque est marquée par la sortie de la glaciation PermoCarbonifère. Le climat de la fin du Permien est un climat sec et nettement
plus chaud.
Le passage d’un mode chaud à un mode froid trouve sa cause dans l’assemblage final de la Pangée au milieu du Permien. La formation d’un super
continent réduit la quantité de précipitation sur les continents, ce qui inhibe
partiellement la consommation de CO 2 par l’altération des silicates. En réponse à ce déséquilibre qui s’installe entre la source volcanique de CO 2 et
le puits par altération et dépôt de carbonates, le CO 2 atmosphérique s’accumule, réchauffant le système jusqu’à ce que l’augmentation de l’altération